張俊 尹立河 馬洪云 黃金廷 王曉勇

摘 要：針對鄂爾多斯高原存在的湖泊萎縮、地下水位下降等生態(tài)環(huán)境問題，采用數(shù)值模擬方法，通過建立區(qū)域尺度理想剖面二維地下水流模型，從水動力學機制上探討了區(qū)域植被變化對地下水系統(tǒng)和湖泊的影響機制。通過對比目前常用的定水頭邊界與通量上邊界條件兩種方法的適用條件及不足，提出了改進后的變通量上邊界概化方法，并將其應用于鄂爾多斯高原區(qū)域地下水模擬中。結果表明：區(qū)域植被條件改變對地下水和湖泊影響明顯，該影響受區(qū)域地下水流系統(tǒng)演化規(guī)律的控制。

關鍵詞：植被變化：湖泊萎縮：地下水流系統(tǒng)：上邊界條件：鄂爾多斯高原

中圖分類號：P641.2

文獻標志碼：A

doi： 10.3969/j.issn.1000-1379.2018.06.016

鄂爾多斯高原是國家級能源化工基地，能源調出量占全國的50%以上，事關國家能源安全大局。該區(qū)氣候干旱，水資源短缺，生態(tài)環(huán)境脆弱。該高原上湖泊眾多，對于維護濕地生態(tài)和生物多樣性具有重要作用，但多年來湖泊面積持續(xù)萎縮，萎縮率為54%.生態(tài)環(huán)境問題凸顯[1]。近年來，退耕（牧）還林（草）等生態(tài)恢復工程使鄂爾多斯高原植被蓋度顯著增大[2-4]，植被截留和蒸騰量隨之增大[5-6]，引起地下水補給量減小，繼而造成地下水位下降。鄂爾多斯高原地下水與湖泊水力聯(lián)系密切，湖泊是地下水的主要排泄點，主要接受地下水補給，地下水位的下降是湖泊消失或萎縮的直接原因。研究植被變化對地下水位和湖泊的影響機制和作用，對地下水合理開發(fā)利用和生態(tài)環(huán)境保護具有重要意義。

干旱半干旱區(qū)植被蓋度變化與地下水的互饋機制研究，目前主要集中于地下水對植被的影響，如地下水對植物蒸騰的貢獻，以及地下水位下降后植物的水分脅迫響應[7-8]。在盆地及流域尺度，建立了地下水埋深與植被蓋度統(tǒng)計關系，評價了植被對地下水依賴性程度[9-11]：在水源地范圍內，采用數(shù)值模型模擬了地下水開采對植被生態(tài)的影響[12-13]：在場地尺度，采用原位試驗研究了植被對地下水位下降的響應機理[14-15]。干旱半干旱區(qū)地下水位變化會對植被生長有影響，反之，植被變化也會通過改變地下水補給條件影響地下水位。鄂爾多斯高原植被變化對地下水、湖泊影響的研究較少，且以場地尺度的機理研究為主[16]，區(qū)域尺度的研究尚處于定性分析階段。因此，定量評價植被蓋度變化對地下水位的影響，查明地下水位對植被蓋度變化的響應機制，是干旱半干旱區(qū)地下水研究面臨的新課題。

鄂爾多斯高原各處地下水和不同湖泊之間具有統(tǒng)一水力聯(lián)系[17]，不能孤立分析。在區(qū)域尺度上研究植被對地下水、湖泊的影響，必須把地下水作為一個整體，從水流系統(tǒng)整體演化規(guī)律上來分析。因此，筆者采用數(shù)值模擬方法，通過建立理想?yún)^(qū)域地下水流模型，從水動力學機制上探討植被變化對地下水、湖泊的影響，以期為地下水開發(fā)利用與生態(tài)環(huán)境保護提供參考。

1 研究區(qū)概況

鄂爾多斯市位于內蒙古自治區(qū)南部，北緯370 20'-40050 、東經(jīng)106024—1110 28，地處溫帶季風區(qū)西緣，年平均氣溫6℃，年均降水量為350 mm（集中于7-9月）。西、北、東三面有黃河環(huán)繞，南以長城與黃土高原相隔，面積13萬km2，海拔1 000～1 300 m。北部為庫布齊沙漠，南部為毛烏素沙地，中部為草原并夾有眾多鹽堿湖沼。據(jù)統(tǒng)計，水域面積在1km2以上的湖淖有68個，水域總面積為317 km2，蓄水總量為6.18億m3[1]。

鄂爾多斯高原含水層以第四系松散巖類孔隙水和白堊系碎屑巖類裂隙孔隙水為主。其中，鄂爾多斯高原白堊系含水層是我國面積最大、結構最完整、具有典型意義的地下水系統(tǒng)。白堊系含水層厚度大，且無區(qū)域性穩(wěn)定隔水層，構成一個具有統(tǒng)一水力聯(lián)系的巨厚含水體，為地下水流動提供了充足的空間，可穿層流動（見圖1）。含水體內地下水流動具有多層結構，為重力穿層多級嵌套地下水流動模式[18]。

沙漠高原地表為風積沙，透水性好，降水直接人滲補給地下水，不易形成地表徑流，加之地形平緩，地下水水力坡度小，地下水位主要受地形起伏的控制，除梁地外的大部分地段水位埋深普遍較淺，大氣降水人滲地表后形成潛水徑流補給湖淖，故形成眾多湖泊或濕地。地勢較高的梁地形成不同級別的地下水分水嶺，地勢低洼帶分布眾多湖淖，成為地表水和地下水的匯流排泄點。由于地下水位埋深淺，因此地下水的排泄方式以湖泊、淺埋區(qū)潛水蒸發(fā)、植被蒸騰等面狀分散排泄為主。

2 上邊界條件概化方法的改進

2.1 兩種上邊界條件適用條件對比

目前區(qū)域地下水流系統(tǒng)模擬研究中，常用概化方法主要有定水頭邊界模型（如Toth模型）與通量上邊界模型兩種[19]。Toth模型上邊界采用與地形相近的傾斜正弦定水頭邊界，假定地下水位主要受地形控制。根據(jù)兩種邊界模型上邊界水量均衡分布圖（見圖2），對比兩種方法的差異及各自適用條件：定水頭邊界模型排泄區(qū)范圍相對分散，適用于刻畫面狀分散排泄的情況，此類地區(qū)地下水位受地形控制，水位埋深淺，地下水的排泄方式以湖泊、淺埋區(qū)潛水蒸發(fā)、植被蒸騰等面狀分散排泄為主：通量上邊界模型采用給定均勻人滲和集中排泄邊界，其排泄區(qū)范圍相對集中，適用于線狀集中排泄的情況，此類地區(qū)地下水位受補給控制，水位埋深一般較深，地下水排泄以河流、溝渠等集中排泄方式為主。

定水頭邊界模型假定地下水位受地形控制，人為給定了水位形態(tài)或采用已知水頭，只適用于模擬刻畫已知水頭條件下的地下水流模式，無法用于分析補給條件變化下地下水位及水流模式的演變規(guī)律。與之相比，通量上邊界模型設定補給通量，通過改變通量控制地下水位的形成和變化，可以用來分析植被變化等補給條件改變對地下水、湖泊的影響。

2.2 變通量上邊界模型

根據(jù)上述分析，定水頭邊界模型適用于鄂爾多斯高原地下水位受地形控制的情況。前人采用定水頭邊界模型，研究了地下水流系統(tǒng)結構，定量刻畫了盆地地下水循環(huán)機理，取得了很好的效果[20]。然而，定水頭邊界模型無法用于分析鄂爾多斯高原植被條件變化下地下水位及水流模式的演變規(guī)律。通量上邊界模型適于刻畫鄂爾多斯高原植被變化對地下水、湖泊的影響，但不適于刻畫鄂爾多斯高原這種地下水位受地形控制、地下水以面狀分散排泄為主的情況?；诖?，本文提出變通量上邊界模擬方法，具體步驟如下。

（1）根據(jù)實際地下水位，建立定水頭模型。在GMS軟件中采用有限差分法，建立剖面二維穩(wěn)定流模型，利用柵格法生成剖面網(wǎng)格，上邊界設定為定水頭（水頭與實際地下水位一致），垂向和底部設定為隔水邊界。

（2）根據(jù)定水頭模型，反求上邊界水均衡量（即流人、流出量）。運行GMS軟件中的定水頭穩(wěn)定流模型，統(tǒng)計模型頂部每一個定水頭柵格內的水均衡量，獲得上邊界通量計算值。

（3）根據(jù)上邊界水量均衡，建立變通量上邊界模型。重新建立剖面二維穩(wěn)定流模型，在模型中增加補給模塊，上邊界柵格取消定水頭，增加補給項，將步驟（2）中獲得的上邊界通量計算值賦值到頂部柵格中，完成變通量模型建立。運行該變通量模型，可得到與定水頭模型一致的水動力場。根據(jù)不同變化條件改變模型上邊界通量，可用來模擬預測不同補給條件下的地下水位和流場變化，探討區(qū)域地下水流系統(tǒng)的形成演化機制。

3 鄂爾多斯高原變通量邊界模型模擬

由于鄂爾多斯高原地下水位隨地形波狀起伏，地下水流模式為重力穿層多級嵌套結構，與Toth水流系統(tǒng)高度相似，因此采用以鄂爾多斯高原地下水系統(tǒng)為統(tǒng)計原型的Toth型理想水流系統(tǒng)模型進行模擬。

Toth模型假定盆地上邊界多年平均水位分布為線性函數(shù)和正弦函數(shù)的疊加，其數(shù)學表達式為

式中：z為上邊界水位；z₀為盆地平均深度：x為起點距：α為河谷到分水嶺線性變化的傾角，tan α為盆地平均坡度：α為地形起伏程度，反映局部系統(tǒng)水位起伏程度；b=2π/λ（λ為正弦函數(shù)波長）。

參照T6th盆地模型，鄂爾多斯白堊系盆地平均深度Z₀取1 000 m，盆地寬度L取120 km，盆地平均坡度tanα取0.002，地形起伏程度α根據(jù)鄂爾多斯高原北部地形平均高差取80 m，λ根據(jù)剖面方向局部水流系統(tǒng)平均寬度取20 km。在GMS軟件中利用柵格法生成剖面網(wǎng)格，垂向剖分50層，水平剖分30列。上邊界高程和地形高程一致，垂向和底部為隔水邊界。由于鄂爾多斯北部白堊系含水層內無區(qū)域穩(wěn)定隔水層，各層具有統(tǒng)一水力聯(lián)系，因此含水層概化為均質各向異性介質，水平滲透系數(shù)取0.3 m/d，各向異性以水平與垂向滲透系數(shù)比值K_h/K_v表示。根據(jù)前人研究[20]，通過分層水頭和地下水年齡等測量結果，確定了各級水流系統(tǒng)循環(huán)深度：剖面數(shù)值模擬時，根據(jù)各級水流系統(tǒng)循環(huán)深度，反演計算出K_h/K_v值為1 000～2 000，本次模擬取1 000。

根據(jù)上述條件建立剖面二維定水頭穩(wěn)定流數(shù)值模型，反求出上邊界補給排泄量（見圖3）；再根據(jù)上邊界水量均衡，建立變通量上邊界模型，模擬剖面地下水流場（見圖4）。由于鄂爾多斯高原地下水埋深淺，氣候和植被變化對水流系統(tǒng)上邊界補給排泄條件影響大，干旱或植被截留與蒸騰量增大，將引起區(qū)域面狀補給量減小，因此改變模型上邊界通量，使其補給量減小1%，重新運行模型，模擬得到新的地下水流場。根據(jù)兩次水位模擬結果，計算出上邊界水位差（見圖5）。

4 結果分析與討論

變通量模型中反求出的上邊界平均補給量為54mm/a。根據(jù)前人調查結果[21]，鄂爾多斯高原北部多年平均降水量約為300 mm，降水人滲系數(shù)平均值為0.2，計算得到凈補給量為60 mm/a。二者結果基本一致，說明變通量模型較好地反映了鄂爾多斯高原地下水系統(tǒng)實際上邊界條件，模型可信度較高。

根據(jù)圖5，補給量減小1%時，區(qū)域地下水位平均降深為2.6 m，最大降深為4.0 m，說明上邊界補給條件變化對地下水位影響明顯。區(qū)域植被條件變好，可能導致湖泊萎縮、濕地生態(tài)退化。如何權衡區(qū)域生態(tài)與湖泊濕地生態(tài)的動態(tài)平衡，是生態(tài)環(huán)境保護工作需要思考的一個重要問題。

從單個局部地下水系統(tǒng)看，補給區(qū)水位降深比排泄區(qū)大，說明排泄區(qū)作為勢匯，接受來自不同級別水流系統(tǒng)的側向和垂向補給，其地下水調蓄能力比補給區(qū)強，排泄區(qū)水位變化對上邊界補給條件改變的響應比補給區(qū)弱。區(qū)域尺度上，水位降深總體上由區(qū)域水流系統(tǒng)補給區(qū)到排泄區(qū)趨于減小，地下水位降深最大值為4.0 m，位于區(qū)域水流系統(tǒng)上游補給區(qū)。無論從局部還是區(qū)域上看，排泄區(qū)的地下水調蓄能力比補給區(qū)強，說明上邊界條件改變對地下水位的影響受水流系統(tǒng)整體演化規(guī)律的控制。

區(qū)域系統(tǒng)上游排泄點（湖泊濕地）水位降深比區(qū)域系統(tǒng)下游小，這與王艷偉等[1]的研究結論一致，即在植被蓋度增大條件下，鄂爾多斯地區(qū)湖泊處于萎縮狀態(tài)，且海拔高的湖泊比海拔低的湖泊萎縮率高。

5 結語

（1）鄂爾多斯北部湖泊集中區(qū)，區(qū)域植被條件改變對地下水和湖泊影響明顯，該影響受區(qū)域地下水流系統(tǒng)整體演化規(guī)律的控制。

（2）與定水頭邊界模型和通量上邊界模型相比，改進后的變通量上邊界模型適用范圍更廣，可從水動力學機制上定量揭示上邊界條件變化對地下水流系統(tǒng)的影響，為今后開展相關研究提供了一種有效的方法。

（3）本文的變通量模型模擬中，采用的是Toth型理想水流系統(tǒng)模型，將上邊界通量人為減小1%，未考慮植被變化引起的通量變化與地下水埋深的互饋作用。這些假定與實際情況存在差距，但仍滿足從機制與規(guī)律上定量研究的需要。下一步研究應選取實際典型剖面代替理想剖面的假定，并充分考慮植被變化條件下地下水補給量的真實變化，使研究更加合理和符合實際。

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